流域径流形成过程
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水文学原理(第七章 径流)
的水面面积 F水 = 400km2 多年平均年降水 ， 量
P =1300.0mm，多年平均水面蒸发
量 E水 =1100.00mm，多年平均的陆面蒸发 量 E陆 = 700.00mm 拟围湖造田 200km2 ，计算 ， 围湖造田后的多年平均流量为多少？ 围湖造田后的多年平均流量为多少？
解：计算围湖造田后流域多年平均蒸发量： 计算围湖造田后流域多年平均蒸发量：
3.地下径流（基流）： 地下径流（基流） 降水下渗到达地下水面后， 降水下渗到达地下水面后 ， 再注入 河网，这部分水量称为基流。 河网 ，这部分水量称为基流。 地下水流 动慢，可长期补给河流 ， 无降水时河网 动慢 ，可长期补给河流， 得到的补给绝大部分来自基流。 得到的补给绝大部分来自基流。
2 河网汇流过程 各种径流成分经坡地汇流注入河网， 各种径流成分经坡地汇流注入河网，在 河网内沿河槽作纵向流动和汇集的过程称为 河网汇流。（支流－干流、上游－下游、最 河网汇流。 支流－干流、上游－下游、 后流出流域出口断面的过程） 后流出流域出口断面的过程）。
（3）计算多年平均年蒸发量： 计算多年平均年蒸发量：
E= F 陆 F E陆 + F水 F F 陆 E水
F E水 = （ − E E陆） F F 水 100 900 = （ 927 ×852 ） 1000 1000 =1602.00m m
例题4 例题
某 合 域 流 面 F =1000km2， 中 面 积 F =100km2， 年 闭 流 ， 域 积 其 水 面 为水 多 m 年 均 平 流 Q =15m3 / s， 域 年 均 面 发 为 陆 = 852m ,多 平 均 量 流 多 平 陆 蒸 量 E 水 蒸 量 E水 =1600mm 求 流 多 平 降 量 面 发 为 ， 该 域 年 均 雨 。
径流的形成过程及影响因素
径流的形成过程及影响因素形成降水是径流形成的首要环节。
降在河槽水面上的雨水可直接形成径流。
流域中的降雨如遇植被，要被截留一部分。
降在流域地面上的雨水渗入土壤，当降雨强度超过土壤渗入强度时产生地表积水，并填蓄于大小坑洼，蓄于坑洼中的水渗入土壤或被蒸发。
坑洼填满后即形成从高处向低处流动的坡面流。
坡面流里许多大小不等、时分时合的细流（沟流）向坡脚流动，当降雨强度很大和坡面平整的条件下，可成片状流动。
从坡面流开始至流入河槽的过程称为漫流过程。
河槽汇集沿岸坡地的水流，使之纵向流动至控制断面的过程为河槽集流过程。
自降雨开始至形成坡面流和河槽集流的过程中，渗入土壤中的水使土壤含水量增加并产生自由重力水，在遇到渗透率相对较小的土壤层或不透水的母岩时，便在此界面上蓄积并沿界面坡向流动，形成地下径流（表层流和深层地下流），最后汇入河槽或湖、海之中。
在河槽中的水流称河槽流，通过流量过程线分割可以分出地表径流和地下径流。
影响因素径流是流域中气候和下垫面各种自然地理因素综合作用的产物。
a 气候因素。
它是影响河川径流最基本和最重要的因素。
气候要素中的降水和蒸发直接影响河川径流的形成和变化。
降水方面，降水形式、总量、强度、过程以及在空间上的分布，都会影响河川径流的变化。
例如，降水量越大，河川径流就越大；降水强度越大，短时间内形成洪水的可能性就越大。
蒸发方面，主要受制于空气饱和差和风速。
饱和差越大，风速越大，则蒸发越强烈。
气候的其他要素如温度、风、湿度等往往也通过降水和蒸发影响河川径流。
b 流域的下垫面因素。
下垫面因素主要包括地貌、地质、植被、湖泊和沼泽等。
地貌中山地高程和坡向影响降水的多少，如迎风坡多雨，背风坡少雨。
坡地影响流域内汇流和下渗，如山溪的水就容易陡涨陡落。
流域内地质和土壤条件往往决定流域的下渗、蒸发和地下最大蓄水量，例如在断层、节理和裂缝发育的地区，地下水丰富，河川径流受地下水的影响较大。
植被，特别是森林植被，可以起到蓄水、保水、保土作用，削减洪峰流量，增加枯水流量，使河川径流的年内分配趋于均匀。
径流形成过程及其度量
关，尤其是土壤含水量。 对于天然情况下，温度、光照基本适宜，植物的
散发过程与土壤的蒸发过程很相似，常常与土壤 的蒸发一起计算。
四、流域总蒸发
流域总蒸发（流域蒸散发）：流域内的水面蒸发、 土壤蒸发、植物散发的总称。 陆地上的年降水量有60～70％通过蒸发和散发返回 大气，因此总蒸发是水文循环的重要组成要素。 流域总蒸发是通过估算求得。
工程水文学
第二章 水文循环与径流形成
水文循环及水量平衡 河流与流域 降水 下渗 蒸散发 径流
第六节 径流
内容提要
➢ 径流形成过程 ➢ 径流的度量 ➢ 河川径流的动态变化
一、径流形成过程
径流：由降水形成的，沿着流域地面和地下向河 川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。其中流出 流域出口断面的水流称为河川径流。
入渗能力曲线 fc
fF f0
0
2020/12/3
Ft ft
下渗能力随时程而递减， 初期很大，后期逐渐变小 ，最后趋于稳定。
fc t
三、下渗 自然条件下的下渗
f f0
C
fc 0
（1）i1≥fp，按下渗能力下渗
（3）fc＜i3＜fp，i1下渗能力下降到稳定下渗
率前，全部雨水渗入土壤
i3
A
D
B
i2
（2）i2<fC，按降雨强度下渗
三、下渗 物理过程
（2） 渗漏阶段 下渗的水主要在毛细管力和重力共同作用下，在土壤孔 隙中形成不稳定运动，并逐步充填空隙，直到孔隙充满 水之前均称为第二阶段。该阶段水呈非饱和运动，有时 将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。 （3）渗透阶段 当土壤孔隙被水充满达到饱和时，水在重力作用下向 下运动，属饱和水流运动。这时，下渗率维持稳定， 称稳定下渗率。
散发过程与土壤的蒸发过程很相似，常常与土壤 的蒸发一起计算。
四、流域总蒸发
流域总蒸发（流域蒸散发）：流域内的水面蒸发、 土壤蒸发、植物散发的总称。 陆地上的年降水量有60～70％通过蒸发和散发返回 大气，因此总蒸发是水文循环的重要组成要素。 流域总蒸发是通过估算求得。
工程水文学
第二章 水文循环与径流形成
水文循环及水量平衡 河流与流域 降水 下渗 蒸散发 径流
第六节 径流
内容提要
➢ 径流形成过程 ➢ 径流的度量 ➢ 河川径流的动态变化
一、径流形成过程
径流：由降水形成的，沿着流域地面和地下向河 川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。其中流出 流域出口断面的水流称为河川径流。
入渗能力曲线 fc
fF f0
0
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Ft ft
下渗能力随时程而递减， 初期很大，后期逐渐变小 ，最后趋于稳定。
fc t
三、下渗 自然条件下的下渗
f f0
C
fc 0
（1）i1≥fp，按下渗能力下渗
（3）fc＜i3＜fp，i1下渗能力下降到稳定下渗
率前，全部雨水渗入土壤
i3
A
D
B
i2
（2）i2<fC，按降雨强度下渗
三、下渗 物理过程
（2） 渗漏阶段 下渗的水主要在毛细管力和重力共同作用下，在土壤孔 隙中形成不稳定运动，并逐步充填空隙，直到孔隙充满 水之前均称为第二阶段。该阶段水呈非饱和运动，有时 将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。 （3）渗透阶段 当土壤孔隙被水充满达到饱和时，水在重力作用下向 下运动，属饱和水流运动。这时，下渗率维持稳定， 称稳定下渗率。
水文学原理-第8章 径流
流域出口
河网汇流 坡面汇流
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流域汇流过程
13
坡地水流进入河网后，使河槽水量增加．水位升高，这就是河流洪 水的涨水阶段。在涨水段，由于河槽贮蓄一部分水量，所以对任一河 段，下断面流量总小于上断面流量。 随降雨和坡地漫流量的逐渐减少直至完全停止，河槽水量减少，水 位降低，这就是退水阶段。 这种现象称为河槽调蓄作用。河槽调蓄是对净雨在时程上进行的第 二次再分配。
河流水位的变化，从本质上看是河流流量的变化，流量增大，水位升 高；流量减小，水位降低。因此，水位变化实质上是流量变化的外部反映 和表现；另一方面，流量大小可以通过水位高低反映出来，即二者呈某种 函数关系Q=F(H)，水位升高，流量增大。即Q=F(H)呈单调递增函数。
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15
根据图还可以看出降落在流域上的
降雨过程与经过流域下垫面的作用后
形成的流量过程之间具有明显的差异，
具体表现在：
①次降水量大于相应的次洪径流深。
降落在流域上的雨水必然有部分消耗
于植物截留、填洼、下渗以及蒸散发
等损失，使得最后流出流域出口的水
量小于降落在流域内的水量。
②两条过程线的形状不同。降水过程
第八章 径流
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1
主要内容
1
径流形成的过程
2
河流水情
3 洪水与枯水与冰情
4 径流的分割与计算
5
径流的影响因素
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2
一、径流形成的过程
（一）几个基本概念
径流：由降水所形成的，在重力的作用下沿着一定的方向和路径流 动的水流。
地表径流：沿着地面流动 的水流
壤中流：在土壤中流动的
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第二章 水循环及径流形成
自动记录降雨量，不需人为干预。方便、快捷。有三种类型：称重式、 自动记录降雨量，不需人为干预。方便、快捷。有三种类型：称重式、 虹吸式和翻斗式。 虹吸式和翻斗式。
3
雷达探测
利用云、 利用云、雨、雪等对雷达无线电波的反射现象来研究天气系统。 雪等对雷达无线电波的反射现象来研究天气系统。 不同形状的雷达回波反映不同性质的天气系统。 不同形状的雷达回波反映不同性质的天气系统。从而预测探测范围内 的降水量、强度及开始和终止时刻。 的降水量、强度及开始和终止时刻。
RSI
地下分水线
RGI
△W
RGO RSO
2.2
1
河流和流域
概念
河流(River) 一 河流(River)
河流可分为河源、 一定地质和气候条件下形成的河槽与在其中的水流。河流可分为河源、 上游、中游、下游和河口五段。 上游、中游、下游和河口五段。 2 河流长度（河长L 河流长度（河长L）
自河源沿河道至河口的长度，称河长， km计 自河源沿河道至河口的长度，称河长，以km计。 3 河流横断面 如图2 所示。 如图2-2所示。 4 水系及水系形态
(1)水系 (1)水系 由干流、 由干流、支流及流域内 水库、 水库、湖泊连成的一个庞大 系统，成为水系。 系统，成为水系。
(2)水系形态 (2)水系形态 羽毛状 扇形 平形状 混合形
图 2 | 3 水 系 示 意 图
4
河网密度
流域内干支流的总长度∑ 和流域面积F之比： 流域内干支流的总长度∑L和流域面积F之比：
4
气象卫星云图 将卫星云图资料结合气象模型，通过专家系统，进行降雨量预测。 将卫星云图资料结合气象模型，通过专家系统，进行降雨量预测。
三
降水特性描述
河川径流
珠穆朗玛峰的溪流
（三）水文统计/统计特征值
1. 算术平均数
又称均值，通常用x表示，设随机变量x有x1， x2……xn个值,则算术平均值为：
x1 + x2 + x3 + ⋯ + xn 1 n x= = ∑ xi n n 1
2.均方差σ 即变量x有x1，x2……xn个值，各值对的离差为， (x1 –x)、（ x2 -x ）、（ xn - x ），离差 值有正有负，均方差就是离差平方的平均数的 平方根。
2. 年内变化 根据一年内河流水情的变化，可分为若干个水情 特征时期，如汛期，平水期，枯水期或冰冻期等。 不同补给形式的河流，其年内变化特征也不一样。
（五）特征径流 1.洪水 河流水位达到某一高度，致使沿岸村庄、 城市建筑物、农田受到威胁时，称为洪水位。 分类 按照来源可分为 上游演进洪水 和 当地洪 水。 2.枯水 一年中没有洪水时期的径流，成为枯水径 流。 枯水径流主要来源于流域的地下水补给。
σ=
∑(x − x )
i
2
n
3 离差系数 用均方差与均值之比作为衡量相对离散程 度的参数，这就是离差系数
1 Cv = = x x
σ
∑(x − x )
i
2
n
Cv值、观测年数和准确程度的关系 值
达到下列准确度（％）必须观测的年数 Cv 0.15 0.20 0.25 0.30 0.35 0.40 0.45 0.50 0.55 0.60 +4.0 14 25 39 56 76 100 126 156 189 225 +5.0 9 16 25 36 49 64 81 100 121 144 +6.0 6 11 17 25 33 44 55 69 83 99 +7.0 5 8 13 19 25 33 42 50 62 74 +8.0 4 6 10 14 19 25 32 39 47 56 +9.0 3 5 8 11 15 20 25 31 38 45 +10.0 2 4 6 9 12 16 20 25 30 36 +20.0 1 1 2 2 3 4 5 6 8 9
工程水文学流域径流形成过程
等压面上位势高度分布图
（高空天气图）
第三节
降
水
一、与降水有关的气象因素
地面天气图
高 低 鞍 低压槽
高
高压脊
高压脊 低
鞍
低压槽 高
低
第三节
降
水
一、与降水有关的气象因素
3. 风：空气的水平运动 地转风: 由于在北半球地转偏向力A总是偏于风向的右侧，使气流开始与 气压梯度力G一致的方向，最终变成与G垂直，即与等压线平行，指向G 的右方，因G＝ - A，使空气作等速运动 地面风：在地面附近，空气的水平运动同时受G、A、R（地面阻力）三 者的作用，最终三者达到平衡，风速趋于稳定，风向偏于G的右方，但 与等压线成一夹角
第三节
2. 降水分类
Ø
降
水
对流雨
当地面局部受热，温度升高，下层空气膨胀和上层空气形成对流运 动。上升的空气形成动力冷却而致雨称为对流雨。对流雨多发生在夏季 酷热的午后，它的强度一般较大，降雨面积小，历时短。
第三节
Ø
降
水
地形雨
当暖湿气流遇到山岭障碍时，被迫沿迎风坡上升，由于动
力冷却成云致雨，称为地形雨。如地形抬高作用强烈，迎风 坡上的雨量就大，而背风坡的雨量则较小。
•
第三节
降
水
一、与降水有关的气象因素
5. 云：水汽凝结或凝华而成的水滴或冰晶
通常由云量、云状两个状态参量表示： 1．云量 表示云的多少，以云块占据天空的面积，即云遮盖天 空的成数。将天空分为十分，遮盖几份就是几。 2．云状 国际通用的方法是按照云的外貌特征、云高分为3族10 属： 高云族、中云族、 低云族（直展云族）
锋的分类
冷锋:锋面向暖气团移动的锋 暖锋:暖气团占主导地位，锋面向冷气团移动 准静止锋:冷暖气团势力相当 锢囚锋:两锋相遇后合并所成的锋
水文学原理 CH9 流域产流
第Ⅰ类
第Ⅱ类
Rs+Rint+Rg
第Ⅲ类
Rs
第Ⅳ类
冲积平原
Rsat+Rg
流量过程线上的主要尖峰都是由槽面降水形 成的直接径流（Rs） ，或者由逐步扩大的 饱和地面径流（Rsat）所造成的，而过程线 总量则主要是由壤中水径流（Rint）组成 的。
第三节 流域产流特征分析
一个大流域是由许多小流域构成的，而小流域又是由更 小的集水单元(山坡流域)所组成的。由于流域内地形地貌、 地质条件、植被类型、土壤类型、包气带厚度、地下水埋 深、土壤湿度及降雨等存在差异，所以流域各点的产流特征 必然存在差异。流域产流的特点： 流域产流由不同的产流模式组成； 流域中占主导地位的产流模式决定了流域产流的基本特征； 在一定条件下，非主导产流模式可以转化为主导型产流模 式。
A1 A2 A3
A6
A5
A4
三、水源划分 前面所求的为总径流量R：R=Rs+Rg 。这里所 讲的是两水源划分方法。 地面径流和地下径流汇流的规律是不相同的。 因此，由已知 PE 求得径流量 R 后，还需再分成地 面和地下两部分，以便进行汇流计算。 按照蓄满产流模型：产流面积上，包气带缺水 量已经满足，产流量 R 按稳定下渗率 fc 下渗，下 渗的水量形成地下径流 Rg ，超过稳定下渗率的部 分形成地面径流 Rs 。（只有在产流面积上才有地 下径流产生）
流域产流特征可从以下几方面进行分析： 1、分析流域的气候及下垫面特征
长年气候干燥的流域，常以超渗模式产流； 长年气候湿润的流域，常以蓄满模式产流。 若下垫面土壤颗粒细小、结构密实、植被差，地下水埋 深大，则常以超渗方式产流； 若下垫面土壤颗粒较粗、结构疏松、植被好，地下水位 高，则常以蓄满方式产流； 我国长江以南的绝大部分地区，属典型的蓄满产流 区；西北干旱地区的一些内陆河流，属典型的超渗产流 区；其余地区属于混合产流区。
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2.5、蒸散发
（2）土壤蒸发
指在自然条件下，土壤保持的水分从液态转化为气态逸出土壤进 入大气的物理过程。湿润的土壤蒸发过程一般可以分为三个阶段
气象条件 影响因子 土壤含水量 无影响
含水量大 含水量小
含水量很小
2.5、蒸散发
（3）植物蒸发
在植物生长期，水分通过植物的叶面和枝干进入大气的过程，又称蒸腾
流量随时间的变化过程，用流量过程线来表示。
Q
(m3/s)
W
流量过程线
t
2.6、径流
2、径流量
W=3600 Qt t
t=1
n
2.6、径流
2、径流量
Q
时段T内的平均流量:
Q2
W W Q t2 t 1 T
Q1 W Q0 Qn1
Qn t2 T t
径流量： W
QT
0
t1
——时段平均流量
地面
在地面以下，土壤处于饱和含水状 态，是以土壤颗粒和水分组成的二 相系统，称为饱和带或饱水带
不透水层
§1 包气带及其结构
(1)包气带和饱和带
地面 毛管悬着水带 残积层 溶 提 层
中间带
包气带
地下水面 毛管上升水带 地下水面
淀 积 层
饱和带
母 质 层
基 岩
2.4、下渗
(2)土壤水
水文学中常把存储于包气带中的水称为土壤水，而将饱和带 中的水称为地下水 吸湿水 土 壤 水 存 在 形 式 薄膜水 毛管水 重力水
2.4、下渗
(4)地下水——地下水的特征
两者对比
第二章 流域径流形成过程
2.1、概述 2.2、河流与流域
主要内容
2.3、降水
2.4、下渗
2.5、蒸散发
2.6、径流
2.5、蒸散发
2.5、蒸散发
蒸散发是水文循环中自降水到达地面后由液态或固态转化为水汽 返回大气的阶段。
陆地上一年的降水 约66％通过蒸散 发返回大气，由此
2.6、径流
2.4、下渗
主要内容：
（1）包气带和饱和带
（2）土壤水
（3）下渗
（4）地下水
土壤水
下渗
地下水
整个过程存在于包气带和饱和带
2.4、下渗
(1)包气带和饱和带
地表土层为多孔介质，能吸收，存储和向任何方向输送水分。 在地面以下地下水面以上，土壤含 水量尚未达到饱和，是土壤颗粒、 水分和空气组成的三相系统，称为 包气带或通气带
河网汇流→ 进入河网的水流，从上游向下游，从支流向干流汇 集，最后全部先后流经流域出口断面，这个汇流过程称 为河网汇流。
流域出口 河网汇流 坡面汇流
流域汇流过程
2.6、径流
（二）径流的表示方法
1、流量
2、径流量 3、径流深 4、流量模数 5、径流系数 1、流量 单位时间内通过某一断面的水量成为流量，记为Q 最高点流量成为洪峰，记为Qm
T t2 t1
2.6、径流
2.6、径流
2.6、径流
2.6、径流
2.6、径流
2.6.3 我国河川径流分布和变化概况
1、总体概况 2、地理分布 3、年内变化 4、年际变化
2.6、径流
1、总体概况
有明显的地域性规律
时 空 分 布
我国年径流分布和年降水量分布一样，
总的趋势：由南向北和由东向西递减
2.4、下渗
(3)凋萎含水量：植物根系无法从土壤中吸收水分，开始凋萎，即 开始枯死时的土壤含水量称为凋萎含水量。 (4)毛管断裂含水量：毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含水量。 当土壤古水量大于此值时．悬着水就能向土壤水分的消失点或 消失面(被植物吸收或蒸发)运行。 (5)田间持水量：指土壤中所能保持的最大毛管悬着水量。当土壤 含水量超过这一限度时，多余的水分不能被土壤所保持，将以 自由重力水的形式向下渗透。 (6)饱和含水量：指土壤中所有孔隙都被水充满时的土壤含水量， 它取决于土壤孔隙的太小。介于田间持水量到饱和含水量之间 的水量，就是在重力作用下向下运动的自由重力水分。
降落到地面上的水量向土中入渗，除补充土壤含水 量外，逐步向下层渗透，如能达到地下水面，则成为 地下径流。
坡面汇流→
降水 蒸发 下渗
P
E
植物截留与洼蓄 地表径流 壤中径流
f ΔV
包气带
R1
潜水 通气层 浅层地下水层 不透水层 深层地下水
R2
潜水层
R3
河流
不透水层
深层地下水层
R4 不透水层
压力水层
径流形成过程（流域产流）
可见蒸散发是水文
循环的重要环节。
水面蒸发
土壤蒸发
植物蒸发
2.5、蒸散发
（1）水面蒸发
在自然条件下，水面的水分从液态转化为气态逸出 水面的物理过程，其过程可概括的分为水分气化和水分 扩散两个阶段
计算公式：
E K E器
E:水体天然水面的蒸发量，mm
E器：蒸发器实测水面蒸发量，mm
K：蒸发器折算系数
2.1、概述
水汽输送 水汽凝结
水汽输送
降水 P
蒸发 E 地面径流 RS
蒸腾 E
陆地 下渗 F
P
E
地下径流 Rg
海洋
2.1、概述
概化的水文循环——简单的理解成垂向和水平（侧向）运动
水汽输送
降雨 下渗
蒸发
循环
径流
2.1、概述
径流过程是地球上水文循环中最为重要的一环。
在水文循环中，陆地上降水的34%转化为地面径流和地
土粒表面的分子对水分子的吸引力称为分子力。 由分子力所吸附的水分子称为吸湿水。 由土粒剩余分子力所吸附在吸湿水层外的水膜称 为薄膜水。 土壤孔隙中由毛管力所持有的水分称为毛管水。 当土壤含水量超过土壤颗粒分子力和毛管力作用 范围而不能被土壤所保持时，在重力作用下沿 着土壤孔隙流动，这部分水分称为重力水
特例：新疆、甘肃交界以西，则由西向东递减
年内、年际分布不均
2.6、径流
2、年径流的地理分布
100 mm年径流深等值线大致与400 mm年降水量等值线 相当，走向一致，等值线以东为半湿润区和湿润区，等值 线以西为半干旱区或干旱区。 径流带 丰水带 按径流深的 大小,可分为 多水带 过渡带 少水带 干涸带 年径流深(mm) >800 200~800 50~200 10~50 <10 径流系数 >0.5 0.4～0.6 0.2～0.4 0.1左右
下径流汇入海洋。
活跃因子：降水、下渗、蒸发
2.1、概述
降水、下渗、蒸发是地球上水文循环中最活跃的因 子，也是径流形成的主要影响因素。 流域是降水的承受面，也是蒸发的逸出面，也是径
流形成的下垫面。流域的主要功能是将降水转化为
径流，流域的基本特征是形成径流量大小及其变化 过程的重要影响因素。 河流是径流的重要通道，在水文循环中，河流是陆 地和海洋之间进行水量横向交换的路径之一
2.4、下渗
(2)土壤水
吸湿水 土 壤 水 存 在 形 式 薄膜水 毛管水
土粒表面的分子对水分子的吸引力称为分子力。由分 子力所吸附的水分子称为吸湿水。 由土粒剩余分子力所吸附在吸湿水层外的水膜称为薄 膜水。
地面
毛管悬着水带
重力水
中间带
毛管上升水带
地下水面
2.4、下渗
(2)土壤水——土壤含水量和水分常数
气孔是植物蒸腾失水的“门户”，也是气体交换的“窗口”。它是由一 对半月形的细胞——保卫细胞围成的空腔。奇妙的是保卫细胞的形状是 能够调节的，气孔既能张开，又能闭台。
2.5、蒸散发
（4）流域总蒸发
流域总蒸发包括水面蒸发、土壤蒸发、植物截留蒸发和 植物散发。但由于下垫面情况非常复杂，所以流域总蒸 发量通常综合估计，常用的方法有水量平衡法;如建立流 域多年平均水量平衡方程：
本章内容：流域河流→降水、下渗、蒸发→径流形成 过程及其表示方法
第二章 流域径流形成过程
2.1、概述 2.2、河流与流域
主要内容
2.3、降水
2.4、下渗
2.5、蒸散发
2.6、径流
2.2、河流与流域
第二章 流域径流形成过程
2.1、概述 2.2、河流与流域
主要内容
2.3、降水
2.4、下渗
2.5、蒸散发
水在毛管力和重力的作用下向下层渗 透，直至土壤饱和。
渗漏阶段
渗透阶段
水在重力作用下呈稳定运动。此时的下 渗率称稳定下渗率。
2.4、下渗
(3)下渗——下渗的物理过程 a 下渗的三个阶段
渗润阶段： 分子力
渗漏阶段： 毛管力
渗透阶段： 重 力
2.4、下渗
(3)下渗——下渗率和下渗能力
单位时间内渗入单位面积土壤中的水量称为下渗率或下渗强 度，记为f，以mm／min或mm／h计。 下渗曲线 下渗累积曲线
土壤含水量
又称为土壤湿度，它表示一定量的土壤中所含水分的数量。
实际工作中．为了便于同降雨、径流及蒸发量进行比较与计算，将 某个土层所含的水量以相应水层深度来表示土壤含水量，以mm计 水分常数（6个） (1)最大吸湿量：在饱和空气中，土壤能够吸附的最大水汽量称为 最大吸湿量。它表示土壤吸附气态水的能力。 (2)最大分子持水量：由土粒分子力所结合的水分的最大量称为 最大分子持水量。薄膜水厚度此时达到最大值。
2.6、径流
（2）汇流过程
地表径流 坡 面 汇 流 壤中流 地下径流
坡面汇流→ 当降雨强度超过了土壤下渗能力时，产生的超渗 雨沿坡面向低处流动，称为坡面漫流。扣除植物截 留、下渗、填洼后的雨量进入溪沟，最后成为流域出
口径流，这部分径流称为地面径流。
表层土壤的含水量首先达到饱和后，继续下渗的 雨量沿饱和层的坡度在土壤孔隙间流动，注入河槽形 成径流，称为壤中流（表层流）。